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Tectonique, érosion et hydrographie sur la bordure nord-ouest du Massif central (France)

Tectonics, erosion and fluvial dynamics on the north-western margin of the French Massif Central
Jean-Pierre Larue
p. 275-296

Résumés

Par l’étude géomorphologique et l’analyse sédimentologique des dépôts tertiaires et quaternaires, l’article vise à préciser les rapports existant entre la tectonique, l’érosion et la dynamique fluviale sur la bordure nord-ouest du Massif central. L’évolution du relief est appréhendée par l’analyse hypsométrique de plusieurs bassins versants et par la construction de coupes transversales et de profils longitudinaux des cours d’eau actuels et de leurs terrasses. La composition en minéraux argileux et en minéraux lourds des dépôts détritiques permet de raccorder les lambeaux non jointifs et de reconstituer les principaux flux sédimentaires. Le socle et la couverture sédimentaire sont recoupés par une vaste surface d’aplanissement acyclique inclinée vers le nord, qui a été déformée par la tectonique. Les effondrements éocènes, qui ont piégé des sédiments fins, n’ont pas interrompu l’élaboration de cette surface qui a servi au transit des dépôts mio-pliocènes accumulés dans le bassin de Lys-Saint-Georges. En revanche, le rejeu pliocène des bombements ouest-est et nord-ouest–sud-est a provoqué le décapage d’une partie des altérites et l’élaboration de glacis d’ablation, mais aussi une réorganisation des réseaux hydrographiques. L’écoulement allant du bassin de Gouzon à l’Indre s’est morcelé : le drainage du bassin de Gouzon s’est déversé vers le Cher, tandis que le Verraux, la Petite Creuse et la Bouzanne se dirigeaient vers la Creuse, amputant l’Indre d’une grande partie de son bassin versant. L’organisation du relief actuel résulte ainsi d’une longue évolution dans laquelle la tectonique a joué un rôle essentiel.

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Errata

Article reçu le 24 janvier 2004, accepté le 11 mai 2005

Notes de la rédaction

Remerciements
Nous remercions R. Étienne (Laboratoire rhodanien de Géomorphologie) pour la détermination des minéraux lourds, A. M. Mercier (URA 449, Laboratoire des fluorures, Université du Maine) pour l’analyse des minéraux argileux, M. Marandola (université Paris-Val de Marne) pour la réalisation des figures et Y. Gunnell pour la révision du texte en anglais. Le manuscrit initial a été amélioré par les commentaires, critiques et suggestions de R. Simon-Coinçon, R. Wyns et deux relecteurs anonymes, sans oublier J.-C. Thouret et J. Raffy.

Texte intégral

Introduction

1Le Limousin est l’une des régions les mieux connues des géomorphologues, parce qu’il a servi à tester la plupart des théories d’évolution du relief, à tel point qu’il a été choisi comme géomorphotype par J. Désiré-Marchand et C. Klein (1986) et C. Klein (1990, 1997). Pourtant, malgré le grand nombre de travaux, dont l’historique est retracé par P. Freytet (1988), A. Le Griel (1991) et C. Klein (1997), les étapes de la mise en place du réseau hydrographique restent incertaines. Malgré des études géologiques et morphométriques précises, les auteurs des cartes géologiques d’Aigurande (Quénardel et al., 1991), Argenton-sur-Creuse (Cohen-Julien et al., 1998), Boussac (Cohen-Julien et al., 1991), Dun-le-Palestel (Cohen-Julien et al., 1989), Evaux-les-Bains (Hottin, 1991), Guéret (Hottin et Berthier, 1993) et La Châtre (Fraisse et al., 1987), ne sont pas parvenus à raccorder les différentes surfaces d’aplanissement de l’amont à l’aval, ni à expliquer et dater l’élaboration des « glacis topographiques » encadrant les gouttières de la plupart des vallées. La part de la tectonique et des différentes formes d’érosion, latérale, différentielle et linéaire, reste à démêler.

2Par l’étude géomorphologique et l’analyse sédimentologique des dépôts détritiques conservés sur les plateaux et dans les vallées, ce travail vise à reconstituer les grandes étapes de la mise en place et la réorganisation du réseau hydrographique en liaison avec la tectonique. Située entre la Creuse et le Cher et s’étendant de Gouzon à Ardentes (fig. 1), la région étudiée possède un cadre tectonique relativement bien connu (Freytet et al., 1985 ; Lerouge, 1984 ; Lorenz et Lorenz, 1985).

Fig. 1 – Carte de localisation.
Fig. 1 – Location map.

Fig. 1 – Carte de localisation. Fig. 1 – Location map.

A : Ardentes ; B : Bourges ; G : Guéret ; M : Montluçon ; S : Saumur. 1 : limite des bassins versants ; 2 : limite socle-couverture sédimentaire ; 3 : axe soulevé ; 4 : cuesta ; 5 : alvéole ; 6 : gorges ; 7 : surface supérieure ; 8 : surface inférieure ; 9 : glacis ; 10 : dépôts éocènes ; 11 : dépôts mio-pliocènes ; 12 : épandages du Pliocène supérieur ; 13 : paléotracés ; 14 : échantillon ; 15 : tracé des coupes (fig. 5).
1 : drainage divide ; 2 : boundary between the Massif Central basement and the Paris Basin sedimentary cover ; 3 : uplift axis ; 4 : cuesta ; 5 : etch basin ; 6 : Creuse and Verraux gorges ; 7 : high surface ; 8 : low surface ; 9 : pediment ; 10 : Eocene outcrops ; 11 : Mio-Pliocene deposits ; 12 : Upper Pliocene deposits ; 13 : palaeoriver courses ; 14 : sample ; 15 : cross-sections (fig. 5).

Cadre de l’étude et problèmes posés

3La région étudiée appartient à trois bassins versants principaux : ceux de la Creuse à l’ouest, de l’Indre au centre et du Cher à l’est (fig. 1). Si les trois cours d’eau sont comparables par leur longueur, ils diffèrent nettement par la superficie de leur bassin versant, l’altitude des sources et leurs caractéristiques hydrologiques mesurées près des confluences, à Leugny (Vienne) pour la Creuse, à Bréhémont (Indre-et-Loire) pour l’Indre et à Savonnières (Indre-et-Loire) pour le Cher (tab. 1). Pour les trois bassins versants, le socle du Massif central constitue la partie amont et la couverture sédimentaire du Bassin parisien la partie aval. Mais la proportion varie d’un bassin à l’autre : l’Indre n’a que 12 % de son cours installé sur le socle, alors que la Creuse en a environ les deux tiers. L’Indre, moins encaissée que le Cher et surtout que la Creuse, semble couler dans la zone de partage des eaux entre le Cher et la Creuse. À La Châtre, soit à 160 km de la confluence avec la Loire, l’Indre est à 190 m d’altitude, alors qu’à une distance identique, le Cher atteint 160 m et la Creuse seulement 100 m. Or le niveau de base constitué par la Loire varie peu entre Tours et Saumur : 39 m pour la confluence du Cher, 31 m pour celle de l’Indre et 27 m pour celle de la Vienne dans laquelle se jette la Creuse, à 33 m. La taille réduite du bassin versant de l’Indre pourrait résulter de captures effectués par le Cher et la Creuse : dans le bassin de Gouzon, la Voueize bifurque vers le Cher, le Verraux et la Petite Creuse rejoignent la Creuse et plus en aval, dans le bassin de Lys-Saint-Georges, le réseau de la Bouzanne bifurque vers la Creuse. Il en résulte que le bassin versant actuel de l’Indre subit un étranglement prononcé dans le secteur d’Ardentes.

Tableau 1 – Caractéristiques des bassins versants.
Table 1 – Catchment characteristics.

Tableau 1 – Caractéristiques des bassins versants.Table 1 – Catchment characteristics.

4Formé de roches cristallines et métamorphiques, le socle est structuré par deux alignements de hauteurs orientées ouest-est : les Monts de la Marche séparent le bassin de Gouzon, au sud, de la dépression de la Petite Creuse, au nord, puis les hauteurs d’Aigurande isolent cette dernière du long glacis drainé par l’Indre et recoupant socle et couverture sédimentaire. D’orientation subméridienne, la Creuse, le Verraux et le Cher s’encaissent en gorges lors de la traversée des Monts de la Marche. Plusieurs explications peuvent être apportées à ce problème d’inadaptation dû, soit à l’antécédence, soit à la surimposition, ou encore à l’érosion régressive qui peut engendrer des captures (Oberlander, 1985 ; Summerfield, 1991).

5Le socle est subdivisé en trois ensembles géologiques (fig. 2). Au sud, les domaines granitiques de la Marche et de Guéret sont constitués de granites et de leucogranites mis en place au Dévono-Carbonifère. Des formations volcano-sédimentaires viséennes et stéphaniennes affleurent dans le bassin de Gouzon. Au nord, le domaine du plateau d’Aigurande correspond à une série cristallophyllienne ployée au Dévonien en une vaste antiforme est-ouest dont l’axe est jalonné de batholites de leucogranites à deux micas. Quatre unités métamorphiques sont distinguées : l’unité de Fougères-Culan est constituée de micaschistes et de quartzites, les unités d’Éguzon et de Dun-Gargilesse sont gneissiques et celle du Pin est migmatitique (Cohen-Julien et al., 1998). Entre les deux, le domaine de Boussac, constitué de migmatites et de gabbro-diorites, occupe un coin tectonique délimité par les failles de la Marche et de Boussac.

Fig. 2 – Carte géologique simplifiée du secteur étudié.
Fig. 2 – Geological map.

Fig. 2 – Carte géologique simplifiée du secteur étudié. Fig. 2 – Geological map.

1 : limite socle-couverture sédimentaire ; 2 : failles principales ; 3 : granites et leucogranites de la Marche et de Guéret ; 4 : migmatites et gabbro-diorites du domaine de Boussac ; 5 : leucogranites du plateau d’Aigurande ; 6 : micaschistes et quartzites de l’unité de Fougères-Culan ; 7 : gneiss et leptynites de l’unité d’Eguzon-Gargilesse ; 8 : gneiss de l’unité de Dun-Gargilesse ; 9 : migmatites de l’unité du Pin ; 10 : formations volcano-sédimentaires viséennes et stéphaniennes ; 11 : grès, argiles et marnes triasiques ; 12 : marnes, argiles, calcaires du Jurassique inférieur, 13 : calcaire du Jurassique moyen ; 14 : sédiments sablo-argileux éocènes à quaternaires.
1 : boundary between the Massif Central basement and the Paris Basin sedimentary cover ; 2 : main faults ; 3 : Marche and Guéret granite and leucogranite ; 4 : Boussac migmatite and gabbro-diorite ; 5 : Aigurande granites ; 6 : Fougères-Culan micaschist and quartzite ; 7 : Eguzon-Gargilesse gneiss and leptynites ; 8 : Dun-Gargilesse gneiss ; 9 : Le Pin migmatite ; 10 : Visean and Stephanian formations ; 11 : Triassic silt and sandstone ; 12 : Lower Jurassic marl and limestone ; 13 : Middle Jurassic limestone ; 14 : Eocene to Quaternary deposits.

Au nord du domaine du plateau d’Aigurande, la couverture sédimentaire secondaire présente une structure monoclinale avec un pendage moyen de 1 % vers le nord, accentué localement par quelques failles et flexures, comme au niveau de l’accident nord centralien (fig. 1). Cet accident et la lithologie variée, conglomérats, grès, argiles et marnes triasiques, marnes, argiles et calcaires du Jurassique inférieur et calcaires du Jurassique moyen, ont favorisé la formation de la cuesta bajocienne, bien développée au nord de Saint-Amand-Montrond. La dépression subséquente du Boischaut, entre Argenton-sur-Creuse et Saint-Amand-Montrond, est dégagée dans les marnes liasiques. Des sédiments tertiaires sont conservés localement sur le socle et sur la couverture secondaire.

6Les dépôts éocènes sont situés dans la cuvette subsidente de Brenne et dans les petits fossés d’effondrement de Gouzon (Gross, 1984), de Lavaufranche, du Theix, de Chaumaillat, de Genouillac et du Lys-Saint-Georges. Sur la bordure ouest du bassin de Montluçon, R. Simon-Coinçon et al. (2000) montrent qu’ils ennoient des vallées encaissées, plus profondes que les vallées actuelles. Étalés sur une surface rendue irrégulière par l’érosion karstique des calcaires jurassiques, les dépôts de Brenne ont été datés par J.J. Châteauneuf (1977) entre l’Yprésien et le Ludien. À la base de la formation, les galets de quartz et les chailles qui atteignent en moyenne 10 cm de diamètre témoignent de transports à forte compétence. Les formations mio-pliocènes recouvrent parfois ces dépôts, comme dans le bassin d’angle de faille de Lys-Saint-Georges, mais le plus souvent jalonnent d’amples gouttières matérialisant la chenalisation des cours de l’Indre, de l’Arnon et du Cher. Au sud d’Ardentes, le bassin d’angle de faille de Lys-Saint-Georges a conservé trois générations de dépôts superposés (Lorenz et al., 1985). Les premiers dépôts,issus du démantèlement des assises secondaires environnantes, sont formés de grès, d’argiles blanches à quartz et chailles à patine noire d’origine organique, puis d’argiles et marnes et sont antérieurs au calcaire blanc lacustre de l’Éocène supérieur qui les recouvre. Au-dessus, les argiles rouges à petits quartz de la formation des buttes de Jeu et les sables fins micacés de Tranzault témoignent d’apports lointains du socle, probablement au Miocène. Enfin, ravinant les précédents, la formation d’Ardentes à sables, graviers et galets de quartz et chailles résulte d’apports chenalisés au Pliocène supérieur (Lablanche et al., 1994), comme on en rencontre dans le bassin du Cher (Larue et Étienne, 1998). Dans ce dernier, l’analyse des minéraux lourds a permis de reconstituer les paléoflux au Pliocène supérieur(par exemple la staurotide jalonne le paléo-Haut-Arnon qui confluait avec le Cher 40 km plus en amont que l’Arnon actuel) et de prouver des déformations tectoniques postérieures au Pliocène supérieur (Larue et Etienne, 1998). Dans la vallée de la Creuse, J. Despriée et R. Gageonnet (2003) montrent que la très haute nappe alluviale, datée entre 1,1 et 1,2 Ma par la méthode de résonance paramagnétique électronique (R.P.E. ; Voinchet, 2002), a subi des déformations liées aux rejeux de failles anciennes.

7Le relief actuel résulte de l’imbrication de quatre formes dont l’importance respective varie dans l’espace : des surfaces planes étagées, souvent réduites à des buttes ou à des replats, des glacis de tailles et de pentes différentes, disséqués en lanières perpendiculaires aux cours d’eau, des gouttières alluviales de largeur variable et des incisions en V au fond desquelles coulent les rivières (fig. 3). La situation se présente différemment au nord et au sud de l’axe d’Aigurande. Au nord, les interfluves ne forment qu’un seul plan incliné vers le nord, de 450 m à environ 200 m. Au sud, le relief plus accidenté comporte plusieurs niveaux étagés. Les Monts de la Marche sont formés de buttes dominant des replats se tenant entre 550 et 500 m,qui semblent se raccorder par leur altitude au sommet des hauteurs d’Aigurande. Néanmoins, le raccordement de l’amont à l’aval des différentes surfaces n’est pas aisé, si bien que, selon les auteurs, leur nombre varie : deux pour A. Demangeon (1910) et C. Klein (1990), trois pour A. Winckell (1971) et J.-C. Flageollet (1976 ; 1979) et même quatre pour P. Freytet et al. (1985). Trois grands types d’interprétations ont été avancés : explication cyclique pour A. Demangeon et C. Klein, origine tectonique pour J. Beaujeu-Garnier (1954) et B. Bomer (1954) et rôle de l’érosion différentielle pour A. Winckell et J.-C. Flageollet.

Fig. 3 – Coupes sud-nord.
Fig. 3 – North-south cross-sections.

Fig. 3 – Coupes sud-nord. Fig. 3 – North-south cross-sections.

A : du bassin de Gouzon à Ardentes, structure et formes de relief ; B : du bassin de Gouzon à Sainte-Sévère-sur-Indre, encaissement inégal des cours d'eau.
A : from the Gouzon basin to Ardentes, structure and landforms ; B : from the Gouzon basin to Sainte-Sévère-sur-Indre, showing unequal depths of river incision.

8Ces surfaces comportent des altérites plus ou moins épaisses qui ont longtemps été considérées comme d’origine exclusivement climatique. A. Winckell (1971) a reconnu trois générations d’altérites : les arènes récentes des vallées sont riches en illite, les arènes mio-pliocènes des bas-plateaux renferment de la kaolinite et celles de la montagne limousine, contenant de la gibbsite, sont les restes de vieilles altérites paléogènes. En revanche, J.-C. Flageollet (1976), constatant que la gibbsite et la kaolinite peuvent se rencontrer dans les trois ensembles, conclut à un âge quaternaire pour tout le manteau arénique. J.-J. Macaire (1985) suggère que les arènes et gores formées sur le socle par altération fersiallitique durant le Mio-Pliocène ont été décapées précocement au Pliocène supérieur et au Quaternaire ancien et que les altérites qui subsistent sont récentes et issues d’une altération ménagée. Au cœur du Massif central, G. Pierre (2003) distingue des altérites fersiallitiques à ferrugineuses miocènes qui ne sont conservées que lorsqu’elles sont fossilisées par des coulées de lave, des profils plio-pléistocènes moins évolués de type bisiallitique et des altérites peu évoluées du Pléistocène supérieur. Il indique que les stocks successifs se sont substitués partiellement les uns aux autres par regradation au fur et à mesure du soulèvement du Massif central. Aussi, l’interprétation climatique des altérites doit-elle tenir compte du retard de leur remaniement par rapport à leur formation (Thiry et al., 1999).

9En revanche, R. Wyns (2002) montre que l’altération est contrôlée par trois facteurs : le climat, l’eustatisme et la tectonique, qui opèrent selon des pas de temps différents. Le climat, qui explique l’évolution des sols sur une période allant de 104 à 105 années, apparaît comme un contrôle de troisième ordre après l’eustatisme (période 106 années) et la tectonique de grande longueur d’onde (période 107 à 108 années). La mobilité verticale de la lithosphère détermine le type d’altération : un soulèvement favorise l’altération soustractive par lessivage alors qu’une subsidence engendre une altération additive avec concentration progressive des solutions et précipitation des éléments dissous. Les paléoaltérations peuvent dater du Crétacé inférieur, comme le prouvent les analyses paléomagnétiques réalisées sur les cuirasses sidérolithiques de l’est de la feuille de Châteaumeillant (Quesnel et al., 2003), et les altérations ménagées ne sont souvent que la partie inférieure de profils latéritiques anciens décapés par l’érosion (Wyns, 2002).

10Dans le secteur étudié, les roches cristallines présentent une fracturation et une arénisation très variables : les buttes sommitales des Monts de la Marche montrent des chaos de boules et des tors qui émergent d’une couverture de 1 à 1,50 m d’arènes et sur les replats, l’épaisseur peut dépasser localement 8 m comme à Chamsanglard, au nord-ouest de Ladapeyre (Quénardel et al., 1991). Les roches métamorphiques donnent des altérites plus argileuses de 1 à 2 m d’épaisseur (Cohen-Julien et al., 1991). Dans les deux cas, il s’agit de profils peu évolués, ravinés généralement par une formation à galets de quartz qui peut atteindre 2 m d’épaisseur dans la partie aval des glacis. Cependant, de rares lambeaux d’anciens sols rubéfiés subsistent localement, comme près des Bétoules, au nord de Genouillac, sur le glacis recoupant les gneiss de l’unité d’Eguzon (Quénardel et al., 1991).

11Il reste donc de nombreux problèmes à résoudre. Le sommet des buttes appartient-il à la haute surface de la Montagne limousine ou à la surface des plateaux périphériques ? Quelle est la part respective de la tectonique et de l’érosion différentielle dans le dégagement des abrupts, comme celui situé entre Treignat et Domérat et suivant la faille de la Marche ? Situés en contrebas des surfaces d’érosion précédentes, les glacis marquent-ils une nouvelle phase d’érosion ou bien sont-ils des portions des surfaces précédentes abaissées et gauchies par la tectonique ? Par ailleurs, il convient d’expliquer pourquoi ces glacis, mais aussi la gouttière alluviale, sont absents de la vallée de l’Indre qui s’encaisse en V dans le vaste plan incliné recoupant socle et couverture sédimentaire. Un tel étagement de formes depuis le sommet du massif de Toulx-Sainte-Croix jusqu’aux cours actuels ne peut s’expliquer sans faire intervenir les interactions entre la tectonique, l’érosion et le climat.

Méthodes d’analyse et résultats

12Nous avons utilisé l’analyse morphométrique pour évaluer les différences régionales de la dissection fluviatile et repérer les ruptures de pentes dans les profils longitudinaux des cours d’eau. Afin de distinguer les différentes formations détritiques, l’observation des affleurements sur le terrain a été complétée par l’analyse sédimentologique d’une centaine d’échantillons localisés sur la figure 1. La détermination des minéraux lourds et des argiles sert à caractériser les formations détritiques qui jalonnent les différentes surfaces et à montrer les éventuelles interruptions des flux sédimentaires subméridiens par des déformations tectoniques.

L’analyse morphométrique

13L’analyse hypsométrique, selon la méthode de A.N. Strahler (1952), a été mise en oeuvre pour évaluer la dissection et l’évolution du relief. Les courbes hypsométriques ont été construites à partir des cartes topographiques à 1/25 000, en mesurant la longueur de chaque courbe de niveau située dans les limites du bassin versant. Représentées sous forme de courbes cumulatives en coordonnées relatives, elles expriment l’aire planimétrique des différentes tranches d’altitude du bassin versant (fig. 4). L’intégrale hypsométrique (IH) traduit le volume relatif non érodé : elle est faible pour les bassins très évolués (courbe concave) et élevée pour les bassins plus immatures (courbe convexe). Les courbes des bassins de la Moussière, de Champeix et de l’Age, situés sur le tracé de la coupe sud-nord présentée sur la figure 3, montrent une dissection décroissante du sud au nord (fig. 4). En effet, les intégrales hypsométriques augmentent de 44 % dans le bassin de la Moussière, là où le volume érodé est le plus important, à 64 % dans celui de l’Age, où l’érosion est plus limitée. La comparaison des profils longitudinaux des cours d’eau actuels et des profils topographiques des interfluves indique des incisions verticales inégales : 40 à 50 m maximum dans le massif de Toulx-Sainte-Croix et 60 à 70 m dans l’axe d’Aigurande pourtant moins élevé (fig. 2). En revanche, les indices de concavité sont plus forts (0,33) dans le premier cas que dans le second (0,20). J. T. Hack (1957, 1973) et R. S. Snow et R. L. Slingerland (1987) ont démontré que la concavité était plus forte quand la charge et la taille des matériaux diminuaient rapidement vers l’aval. Or les différences de concavité observées ne peuvent être expliquées par ces facteurs car les cours d’eau présentent tous des charges caillouteuses et sableuses qui décroissent peu vers l’aval.

Fig. 4 – Courbes hypsométriques des bassins versants de Moussière, de Champeix et de l'Age.
Fig. 4 – Hypsometric curves of the Moussière, Champeix and Age catchments.

Fig. 4 – Courbes hypsométriques des bassins versants de Moussière, de Champeix et de l'Age. Fig. 4 – Hypsometric curves of the Moussière, Champeix and Age catchments.

1 : Moussière, intégrale hypsométrique (IH) = 44 % ; 2 : Champeix (IH = 48 %) ; 3 : Age (IH = 64 %).
1 : Moussière, hypsometric integral (IH) = 44% ; 2 : Champeix (IH = 48%) ; 3 : Age (IH = 64%).

14Les coupes transversales à la vallée de la Petite Creuse (fig. 5A, B, C) soulignent la dissymétrie entre le versant nord des Monts de la Marche accidenté de replats et le versant sud de l’axe d’Aigurande formant un long plan incliné légèrement convexe. Les replats des Monts de la Marche et les glacis présentent, sur 1 à 2 m d’épaisseur, un mélange d’altérites et de dépôts de transport plus ou moins remaniés par les processus périglaciaires (Cohen-Julien et al., 1991). Les galets mal roulés proviennent des filons de quartz et quartzite inclus dans le socle. La gouttière de la Petite Creuse, façonnée tantôt dans le socle, tantôt dans les dépôts éocènes des bassins de Lavaufranche et de Genouillac, comporte des niveaux étagés entre 25 et 50 m d’altitude relative. Les affleurements visibles dans les talus routiers révèlent des faciès alluviaux : galets émoussés et sables limoneux de barres de chenal. Le Verraux s’encaisse d’une trentaine de mètres dans une ample gouttière creusée dans les gabbro-diorites à Rouziers (fig. 5D).

Fig. 5 – Coupes transversales aux vallées de la Petite Creuse et du Verraux. A, B, C et D localisées sur la figure 1.
Fig. 5 – Petite Creuse and Verraux valley cross-sections. A, B, C, and D located on fig. 1.

Fig. 5 – Coupes transversales aux vallées de la Petite Creuse et du Verraux. A, B, C et D localisées sur la figure 1. Fig. 5 – Petite Creuse and Verraux valley cross-sections. A, B, C, and D located on fig. 1.

15Les profils longitudinaux des cours d’eau résultent de l’interaction entre l’incision fluviale, la tectonique et la lithologie (Brocard, 2003 ; Lague, 2001 ; Sklar et Dietrich, 1998 ; Snyder et al., 2000 ; Kirby et Whipple, 2001).Selon les modèles d’évolution des profils longitudinaux, plus une rivière est ancienne, plus son profil est concave et proche de l’équilibre dynamique, mais la concavité dépend aussi de l’évolution du débit, de la charge et de la taille des alluvions, de l’amont vers l’aval (Davis, 1899 ; Hack, 1957, 1973 ; Snow et Slingerland, 1987 ; Burbank et Pinter, 1999). Les ruptures de pente peuvent s’expliquer, soit par un contact lithologique, soit par une confluence qui augmente la puissance érosive du cours d’eau, ou par un soulèvement à l’amont d’une faille active, ou encore par un abaissement du niveau de base à l’aval. Les profils longitudinaux des cours d’eau actuels (fig. 2, fig. 6 et fig. 7) ont été construits à partir des cartes topographiques à 1/25 000, en utilisant les points cotés et l’altitude de chaque isohypse recoupant le talweg. La comparaison des profils des cours d’eau d’un même bassin versant permet de distinguer le cours principal des affluents : ainsi, la Tardes, dans le bassin du Cher et le Verraux dans le bassin de la Petite Creuse sont les cours principaux en raison d’une plus grande longueur et d’une plus forte incision. Le tableau 1 donne pour chaque rupture de pente, la distance des sources, la pente, l’altitude de la rupture de pente (point K), la lithologie et la présence de faille et d’une confluence.

Fig. 6 – Profils longitudinaux et coupe géologique de la Petite Creuse et de ses terrasses.
Fig. 6 – Longitudinal profiles and geological cross-section of the Petite Creuse and its terraces.

Fig. 6 – Profils longitudinaux et coupe géologique de la Petite Creuse et de ses terrasses.Fig. 6 – Longitudinal profiles and geological cross-section of the Petite Creuse and its terraces.

16Dans le bassin supérieur du Cher, en amont de Montluçon, les ruptures de pente de la Tardes, du Cher et de la Voueize correspondent à des affleurements de granodiorites et de microgranites plus résistants que les granites et les diatexites voisins. La rupture de pente du ruisseau de Moussière correspond au contact granite de Chanon-sables argileux éocènes, vers 400 m d’altitude. Là, l’érosion régressive est bloquée par le granite résistant sur la faille de Chambon. Cependant, l’important knickpoint de Rochebut, à l’amont de la confluence Cher-Tardes s’explique plus par l’augmentation de puissance du Cher, en raison de l’apport de la Tardes, que par la lithologie qui reste homogène dans ce secteur formé de diatexites. En revanche, dans les bassins de la Petite Creuse, de l’Indre et pour les affluents de rive gauche du Cher, au nord de Montluçon, la plupart des ruptures de pente décelées ne sont pas liées à des contacts lithologiques. Celles-ci se développent soit au sein d’une même roche, comme vers 350 m dans les gneiss pour l’Indre, soit nettement décalées par rapport au contact lithologique, mais la variation de l’épaisseur du profil d’altération peut expliquer ces localisations : les ruptures de pente se situent là où l’altération moins épaisse permet à l’incision d’atteindre la roche saine. En outre, du fait de l’altération, les contrastes lithologiques sont souvent très atténués si bien que les migmatites ont une résistance semblable à celle des gneiss et des granites quand le profil d’altération est épais. Les confluences ne modifient pas la pente des cours d’eau analysés : pour la Petite Creuse, la pente n’augmente ni après la confluence du ruisseau de Champeix ni après celle du Verraux. Il faut donc envisager les effets de la tectonique sur la pente des cours d’eau.

17Pour évaluer ce facteur, nous avons appliqué la méthode de G. Goldrick et P. Bishop (1995). En coordonnées semi-logarithmiques, les profils d’équilibre donnent des droites (Hack, 1973) et les déviations vers l’aval (D), par rapport à ces droites, traduisent des pentes anormalement fortes dues à des déséquilibres et permettent de préciser s’il s’agit de différences lithologiques ou de déséquilibres engendrés par des changements de niveau de base. Selon G. Goldrick et P. Bishop, une variation du niveau de base entraînant un recul des knickpoints est certaine lorsque D est identique pour le cours principal et pour les affluents. Construite en utilisant la méthode de ces derniers, la figure 8 montre que la Petite Creuse et le Verraux présentent à leur confluence une déviation nettement plus forte (respectivement 100 m et 170 m) que celle de l’Indre qui est de 55 m à La Châtre. Les cours d’eau secondaires enregistrent des valeurs inférieures : 40 m pour le ruisseau de Champeix et 25 m pour ceux de Moussière et de l’Age. Les valeurs identiques pour ces deux derniers, qui coulent sur des substrats différents, semblent exclure le facteur lithologique et privilégier le contrôle tectonique. En observant les profils des affluents de rive gauche du Cher, de l’amont vers l’aval, on peut constater que D diminue du sud au nord : 320 m pour la Tardes, 160 m pour le Vernoële qui atteint le Cher à Montluçon, 135 m pour la Bartillate et la Magieure et 100 m pour la Queugne. Identique pour le Cher et la Tardes à leur confluence, D (320 m) apparaît plus élevé que la somme des dénivellations correspondant aux knickpoints d’origine lithologique (100 m environ). En outre, la concavité des profils augmente aussi du sud au nord. Un soulèvement plus prononcé des Monts de la Marche, au sud, pourrait expliquer ce gradient. L’étude comparée des petits cours d’eau descendant des Monts de la Marche et des hauteurs d’Aigurande permet de confirmer et de préciser cette tendance. Les premiers, le Verraux et les ruisseaux de Champeix et des Poiriers, présentent pour D des chiffres plus forts que les seconds, les ruisseaux de la Celette, de l’Age et du Béroux. Or, le niveau de base représenté par la Petite Creuse est le même. Ces données suggèrent un soulèvement plus important pour les Monts de la Marche que pour l’axe d’Aigurande. Si D ne traduisait que la tectonique, la surrection des Monts de la Marche pourrait être évaluée à 170-180 m,mais il faut enlever environ une cinquantaine de mètres de dénivellation d’origine lithologique. La figure 8 suggère que cette surrection s’est réalisée en deux phases : une première d’une centaine de mètres responsable de la formation des gouttières, puis une seconde d’une trentaine de mètres qui pourrait être à l’origine de l’encaissement en V des vallées actuelles à partir de la forme évasée en gouttière. Les niveaux alluviaux anciens ont enregistré ces déformations tectoniques : le plancher de la gouttière de la Petite Creuse est dénivelé d’une vingtaine de mètres entre le bassin de Lavaufranche et le secteur de Boussac (fig. 6) et la gouttière du Verraux est soulevée lors de la traversée des Monts de la Marche (fig. 7).

Fig. 7 – Profils longitudinaux (A) et transversaux (B) de la vallée du Verraux, de l’amont (1) à l’aval (5).
Fig. 7 – Longitudinal profiles (A) and cross-sections (B) of the Verraux valley, from upstream (1) to downstream (5).

Fig. 7 – Profils longitudinaux (A) et transversaux (B) de la vallée du Verraux, de l’amont (1) à l’aval (5). Fig. 7 – Longitudinal profiles (A) and cross-sections (B) of the Verraux valley, from upstream (1) to downstream (5).

Fig. 8 – Profils en long des cours d'eau en coordonnées semi-logarithmiques.
Fig. 8 – Semi-logarithmic plot of longitudinal profiles of the rivers.

Fig. 8 – Profils en long des cours d'eau en coordonnées semi-logarithmiques. Fig. 8 – Semi-logarithmic plot of longitudinal profiles of the rivers.

D : dénivellation en mètres par rapport à la droite du profil d'équilibre ; K : rupture de pente.
D : deviation from the straight line of the equilibrium river longitudinal profile (in metres) ; K : knickpoint.

Tableau 2 – Caractéristiques des ruptures de pente.
Table 2 – Knickpoint characteristics.

Tableau 2 – Caractéristiques des ruptures de pente.Table 2 – Knickpoint characteristics.

Les apports des minéraux lourds et des argiles

18Les échantillons ont été prélevés à la faveur de coupes naturelles ou de forages à la tarière permettant d’atteindre le matériau en place. Pour les dépôts de glacis, les prélèvements ont été effectués sous le lit de quartz mal roulés qui correspond le plus souvent à des remaniements pléistocènes.

Les minéraux lourds

19Concentrés selon la méthode densimétrique de séparation au bromoforme (Parfenoff et al., 1970), les minéraux lourds ont été déterminés au microscope optique. Les échantillons analysés sont localisés sur la figure 1. Les pourcentages de minéraux transparents ont été calculés à partir de l’analyse de 100 à 300 grains. Puis les résultats chiffrés ont été soumis à l’analyse factorielle des correspondances, afin de réaliser une discrimination objective des échantillons (fig. 9). En prenant en compte tous les échantillons, le plan factoriel défini par les axes 1 et 2 donne un total d’informations assez faible (34 %) : 20 % pour l’axe 1 qui oppose le zircon, la staurotide et la monazite avec les hornblendes, l’almandin et l’apatite, et 14 % pour l’axe 2 qui met en opposition la tourmaline, l’andalousite et le disthène au sphène, à la sillimanite et à l’épidote. Mais en considérant les moyennes de chaque formation, on obtient un meilleur coefficient (84 %) : 61 % pour l’axe 1 qui oppose la tourmaline, le disthène et le rutile aux hornblendes et aux grenats, et 23 % pour l’axe 2 qui oppose le zircon, la staurotide et l’épidote à l’andalousite. Les alluvions quaternaires, plus riches en grenat et hornblende, se distinguent bien des formations tertiaires éocènes et mio-pliocènes qui sont nettement décalées vers les pôles andalousite et disthène et forment des nuages de points plus resserrés. Plus dispersés, les dépôts jalonnant les glacis se placent entre ces deux ensembles : ils sont caractérisés par l’abondance des minéraux ubiquistes (zircon, tourmaline et rutile) et par la présence de quelques minéraux du métamorphisme.

Fig. 9 – Analyse factorielle des correspondances (AFC) des minéraux lourds. Position des formations sédimentaires dans le plan factoriel défini par les axes 1 et 2.
Fig. 9 – Relative stratigraphy of sedimentary formations based on a factorial analysis of heavy minerals.

Fig. 9 – Analyse factorielle des correspondances (AFC) des minéraux lourds. Position des formations sédimentaires dans le plan factoriel défini par les axes 1 et 2. Fig. 9 – Relative stratigraphy of sedimentary formations based on a factorial analysis of heavy minerals.

1 : alluvions actuelles ; 2 : moyennes et hautes terrasses ; 3 : gouttière du Pliocène supérieur ; 4 : dépôts de « glacis » ; 5 : dépôts miocènes (bassin de Lys-Saint-Georges) ; 6 : dépôts éocènes (Brenne, bassin de Lys-Saint-Georges) ; 7 : dépôts éocènes sur socle.
1 : present-day alluvium ; 2 : middle and high terraces ; 3 : upper Pliocene alluvial deposits ; 4 : pediment mantle deposits ; 5 : Miocene (Lys-Saint-Georges basin) ; 6 : Eocene deposits (Brenne, Lys-Saint-Georges basin) ; 7 : Eocene deposits on basement.

20La composition en minéraux lourds des dépôts détritiques renseigne sur l’origine des flux sédimentaires et permet de caractériser chaque formation. Les spectres minéralogiques varient d’une formation à l’autre car les sources de sédiments se sont modifiées au cours du temps en fonction de l’évolution des bassins versants, du décapage progressif des profils d’altération anciens et de l’encaissement des cours d’eau, mais aussi parce que l’altération contribue à faire disparaître les minéraux les plus fragiles dans les formations les plus anciennes (fig. 10). Le rapport minéraux ubiquistes/minéraux altérables augmente des alluvions actuelles (0,24) aux dépôts éocènes (3 à 11). Si la distinction est assez aisée sur le plan vertical, les raccordements latéraux de lambeaux éloignés sont plus délicats à réaliser du fait du rôle prépondérant joué par les apports latéraux et surtout des remaniements successifs et de la dilution. Il en résulte que le cortège d’une même formation peut varier souvent fortement de l’amont à aval au gré des apports latéraux ou de la traversée d’affleurements de surface réduite. La recherche de minéraux traceurs est alors plus utile que l’analyse chiffrée du spectre minéralogique.

Fig. 10 – Composition en minéraux lourds des principales formations détritiques, de l’Éocène à l’Actuel.
Fig. 10 – Composition in heavy minerals of each formation from the Eocene to the Present.

Fig. 10 – Composition en minéraux lourds des principales formations détritiques, de l’Éocène à l’Actuel.Fig. 10 – Composition in heavy minerals of each formation from the Eocene to the Present.

21De l’amont vers l’aval, les sources de minéraux lourds sont les suivantes : les granites de Guéret et de la Marche fournissent surtout du zircon, de la monazite et du sphène ; l’unité de Dun-Gargilesse livre du grenat, de la hornblende, du disthène, de la staurotide, de la sillimanite et de l’épidote ; celle de Fougères apporte andalousite, tourmaline, apatite et sphène ; l’unité d’Eguzon fournit du grenat, de la sillimanite et du disthène et celle du Pin, de la tourmaline, du grenat, du rutile, de l’épidote et de la sillimanite (Cohen-Julien et al., 1998). L’andalousite et la tourmaline sont abondantes dans les zones de métamorphisme de contact, autour des massifs de leucogranites et de granites à deux micas. D’origine locale, l’épidote, abondante sur l’axe d’Aigurande, peut provenir des amphibolites et des faciès cataclasés du domaine de Boussac. Dans la vallée du Verraux, le fort pourcentage de hornblende est fourni par l’érosion des gabbro-diorites du domaine de Boussac (Cohen-Julien et al., 1991).

22Ainsi, dans le bassin de l’Indre, les cortèges de minéraux lourds se modifient de l’Éocène jusqu’au Pliocène supérieur : les dépôts éocènes renferment surtout des minéraux ubiquistes, les formations miocènes du bassin de Lys-Saint-Georges (éch. 20 et 25) voient apparaître l’andalousite, les grenats et le disthène auxquels s’ajoutent pour la nappe pliocène supérieur (éch. 19 et 26) quelques hornblendes et épidotes. Riches en tourmaline, les dépôts éocènes des bassins de Gouzon, Chaumaillat, Le Theix et Genouillac (éch. 1, 42, 3, 8, 43 et 45) renferment quelques andalousites et zircons. Ils se distinguent aisément des alluvions quaternaires qui les ravinent (éch. 38) et qui sont caractérisées par l’association zircon-apatite et grenat.

23Plus pauvres en espèces minérales que les autres formations, les dépôts de « glacis » présentent une composition très variable dans l’espace, en raison de la prépondérance des apports locaux. Aux Bétoules, la base du profil d’altération (éch. 95) renferme moins de minéraux ubiquistes et plus de staurotide que le sommet conservé (éch. 94).

24Les alluvions actuelles des cours d’eau présentent des associations différentes qui permettent de les distinguer : les espèces dominantes sont le grenat pour l’Indre (éch. 51), l’amphibole pour la Creuse (éch. 101), la tourmaline pour la Petite Creuse (éch. 65) et les hornblendes (commune et gris vert non pléochroïque) pour le Verraux (éch. 67). Pourtant la composition en minéraux lourds des alluvions de la Petite Creuse varie aussi fortement de l’amont à l’aval, témoignant de l’importance des apports latéraux : la tourmaline domine dans le bassin de Lavaufranche et dans celui de Genouillac et la staurotide l’emporte pour la terrasse de Noizat (éch. 11 et 97) située entre ces deux bassins.

25La composition en minéraux lourds des terrasses de la Creuse varie sur le plan vertical, en fonction du temps : les plus hautes nappes, notées Fp sur la carte géologique d’Argenton-sur-Creuse (Cohen-Julien et al., 1998), renferment surtout du zircon et de la tourmaline, minéraux ubiquistes (éch. 80 et 82) ; la staurotide apparaît dans la terrasse Fv (éch. 73) ; l’épaisse nappe Fw est caractérisée par sa richesse en amphibole et par la présence d’épidote (éch. 74 à 77) ; enfin les nappes plus récentes (Fx, Fy et Fz) sont marquées par la prédominance du grenat et de l’amphibole (éch. 78). Ces variations s’expliquent par l’incision de la Creuse qui met à l’affleurement des roches différentes, mais aussi par l’inégale résistance à l’altération des minéraux.

26La confrontation de la composition en minéraux lourds avec les sources de ces derniers permet de reconstituer les principaux paléoflux depuis l’Éocène (fig. 1). La présence de hornblende (commune et gris vert non pléochroïque) dans le bassin de Gouzon (éch. 42), dans la vallée du Verraux (éch. 9 et 67), sur les hauteurs d’Aigurande (éch. 12, 13 et 58) et dans la région de Sainte-Sévère (éch. 51 et 54) tend à prouver que des flux sud-nord ont existé entre le bassin de Gouzon et l’Indre, avant que le soulèvement des Monts de la Marche et des hauteurs d’Aigurande ne constitue un obstacle. En revanche, la staurotide, qui est abondante sur le versant sud de l’axe d’Aigurande (éch. 12, 83, 94 et 95) et qui ne se retrouve pas sur le versant nord, pourrait témoigner de l’interruption de cet écoulement sud-nord.

27L’andalousite jalonne une gouttière pliocène ou pléistocène inférieur de la Feyte (éch. 103-104), au sud d’Éguzon, à Ardentes (éch. 26), en passant par la butte de Gravelle (éch. 80) et le bassin de Lys-Saint-Georges. En effet, elle abonde dans les hautes et moyennes terrasses de la Creuse, sur la butte de Gravelle, dans les dépôts de remplissage du bassin de Lys-Saint-Georges et dans le cône d’épandage d’Ardentes. L’unité de Fougères constituant la principale source de ce minéral, il convient d’admettre que les formations de la région d’Ardentes ont été alimentées par les flux venant de l’axe de la Creuse. En effet, les dépôts situés près de La Châtre (éch. 19), qui jalonnent un paléotracé pliocène supérieur, ne renferment que très peu d’andalousite. Le cône d’épandage d’Ardentes, qui renferme des cryoturbations fossilisées par la partie supérieure de la formation (Freytet et al, 1986), a été placé dans le Pléistocène inférieur par J. C. Yvard (1978), ce qui est en accord avec les datations R.P.E. (1,7 Ma) obtenues pour le lambeau du Pin (Despriée et al., 2004). Cependant ces formations ressemblent beaucoup à celles trouvées plus à l’ouest dans les gouttières de l’Arnon et du Cher et datées du Pliocène supérieur par la présence de minéraux montdoriens (Larue et Étienne, 1998). En outre, le Pliocène supérieur a aussi enregistré des épisodes froids (Prétiglien) pouvant expliquer la présence de figures périglaciaires dans les dépôts. Il est possible que la forte altération de ces formations ait pu rajeunir les datations R.P.E., comme J. Despriée et al. (2004) l’ont d’ailleurs montré pour la nappe de 90-110 m d’altitude relative.

Les argiles

28Les poudres de la fraction < 40 µm ont été soumises à la diffractométrie des rayons X afin de déterminer les minéraux argileux (Moore et Reynolds, 1997). Les spectres ont été réalisés avec un diffractomètre de poudre muni d’une sonde à compteurs à scintillation, pour la raie K alpha du cuivre. La diffractométrie des rayons X (fig. 11) oppose des formations riches en argiles présentant une bonne cristallinité (dépôts éocènes, éch. 1), formation de Tranzault (20), formation des buttes de Jeu (25), nappe pliocène (19 et 26) à des dépôts peu argileux et à mauvaise cristallinité (alluvions quaternaires, 11). La kaolinite domine dans le premier groupe alors que l’illite tend à l’emporter dans le second. Toutefois, l’échantillon de Gouzon (1), trop limoneux, traduit mal l’abondance des smectites et des kaolinites reconnues dans les dépôts éocènes (Gross, 1984 ; Rasplus, 1982). Les dépôts jalonnant les surfaces d’aplanissement présentent une situation intermédiaire qui peut témoigner de remaniements, mais qui ne permet pas de les différencier. Par contre, les dépôts conservés au fond des gouttières se rattachent aux alluvions quaternaires.

Fig. 11 – Spectres de diffraction des rayons X obtenus sur la fraction < 40 µm des échantillons localisés sur la fig. 1.
Fig. 11 – X-ray diffraction results obtained on the < 40 µm grain-size fraction of samples located on fig. 1.

Fig. 11 – Spectres de diffraction des rayons X obtenus sur la fraction &lt; 40 µm des échantillons localisés sur la fig. 1. Fig. 11 – X-ray diffraction results obtained on the &lt; 40 µm grain-size fraction of samples located on fig. 1.

Sm : smectite ; I : illite ; K : kaolinite ; Q : silice.
Sm : smectite ; I : illite ; K : kaolinite ; Q : quartz.

29L’analyse sédimentologique permet de distinguer cinq formations principales. La première, riche en minéraux ubiquistes (tourmaline, zircon et rutile) et en argiles (smectite et kaolinite), rassemble les dépôts éocènes qui présentent néanmoins des différences de l’amont à l’aval : le lambeau du Breuil et les dépôts du Bassin parisien renferment des pourcentages notables d’andalousite, de staurotide et de disthène qui témoignent d’une altération moindre que pour ceux situés plus en amont. La seconde, caractérisée par l’abondance de la kaolinite, de la tourmaline et de l’andalousite, correspond aux formations miocènes de Tranzault et des buttes de Jeu conservées uniquement dans le bassin de Lys-Saint-Georges. La troisième représente les alluvions du Pliocène supérieur, formées de sables argileux rouille et de quartz bien roulés, qui tapissent le fond d’une gouttière située dans l’axe de la Creuse d’Éguzon au Pin, puis qui bifurque vers le NE par Gravelle pour atteindre l’accumulation d’Ardentes. Elles sont caractérisées par la prédominance de la kaolinite, par la présence d’andalousite et l’apparition de grenat et de hornblende. La quatrième, pauvre en espèces minérales, correspond aux dépôts de glacis constitués de quartz peu émoussés et de produits d’altération souvent remaniés. La base des profils présente une altération moins poussée que la partie supérieure. Ces glacis se raccordent aux dépôts pliocènes qui dominent les terrasses pléistocènes. La cinquième regroupe les alluvions pléistocènes renfermant un fort pourcentage de minéraux altérables (grenat et hornblende) qui, pour la Creuse, croît des plus hauts niveaux (18,5 %) aux alluvions actuelles(68 %).

Interprétations

Une ou plusieurs surfaces d’aplanissement ?

30Les glacis et les replats des Monts de la Marche sont bien des surfaces d’aplanissement car ils tronquent des roches lithologiquement variées. En revanche, la surface réduite du sommet des buttes du massif de Toulx-Sainte-Croix ne facilite pas l’identification d’un aplanissement ; ces buttes correspondent à des lambeaux très dégradés de la haute surface de la Montagne limousine qui donnent des inselbergs sur la surface inférieure.

31L’analyse des dépôts présents sur ces surfaces ne permet pas de distinguer de formations nettement différentes. Les minéraux argileux ne témoignent pas de degrés d’altération très différents en raison des regradations signalées par G. Pierre (2003). La composition en argiles et en minéraux lourds témoigne d’une altération ménagée, plus faible à la base qu’au sommet des profils, ainsi que l’avait déjà observé C. Vélasquez (1974) : « la kaolinite domine, sauf à la base des profils où elle est remplacée par la montmorillonite ». L’érosion consécutive au soulèvement des Monts de la Marche a décapé la majeure partie des altérites originelles du sommet et des replats, ne laissant que la base peu évoluée des profils d’altération anciens qui n’a subi depuis qu’une altération ménagée (Wyns, 2002). La composition en minéraux lourds souligne l’importance des apports locaux, mais la présence de certains minéraux marqueurs, comme les hornblendes ou l’andalousite atteste aussi de transports lointains, ce qui traduit bien le mélange d’altérites et de produits de transport observé dans la plupart des coupes. Aux Bétoules, la plus forte teneur en grenat de la formation supérieure (éch. 94) atteste de dépôts de glacis ravinant la base du profil d’altération (éch. 95). Le faîte de l’axe d’Aigurande et les glacis topographiques qui l’encadrent (figurés 8 et 9 de la figure 1) semblent appartenir à la même surface qui a été déformée, provoquant un décapage de la partie superficielle des altérites et le façonnement de véritables glacis.

32Les replats étagés sur les versants nord et sud des Monts de la Marche peuvent résulter, soit du soulèvement saccadé de ces derniers permettant des reprises cycliques d’érosion, soit des rejeux de failles dénivelant la même surface. Les coupes de la figure 5 montrent que la faille de la Marche peut être à l’origine des deux replats étagés, situés vers 455 m au Batteix et 400 m au sud de Saint-Dizier-les-Domaines. En revanche, le talus séparant ce dernier du glacis qui s’amorce à Saint Dizier-les-Domaines vers 335 m est dû à une reprise d’érosion dans les gabbro-diorites. À l’est de Boussac, l’escarpement, qui limite au nord les Monts de la Marche, suit la faille de la Marche, sauf à Vazeilles où il est façonné 400 m au nord de la failledans les gabbros qui sont pourtant mis en creux immédiatement au nord dans la région d’Huriel : une moindre fracturation des gabbros peut expliquer leur résistance localisée à l’érosion.

33Des arguments morphologiques en faveur de l’existence d’un seul aplanissement existent au sud du Limousin où la bordure des Monédières permet d’observer le raccordement de la surface des bas plateaux à celle de la Montagne limousine. En Xaintrie, un long plan incliné monte d’Egletons (600 m) jusqu’à Eygurande (800 m) où il se raccorde avec la surface subhorizontale de la Montagne ; entre les deux, l’abrupt, qui s’accentue progressivement du nord-est au sud-ouest, est un escarpement de faille qui dénivelle une seule et même surface (Étienne, 2001). Toutefois, il conviendrait de caractériser les altérites qui jalonnent ces formes.

34Les dépôts éocènes conservés présentent une base irrégulière située à des altitudes qui varient entre 390 m au Theix, dans les Monts de la Marche, et 180 m dans le bassin de Lys-Saint-Georges (370 m à Gouzon, 320 m à Genouillac et 350 m au Breuil). Le niveau marin éocène dépassait d’environ 200 m le niveau actuel (Haq et al., 1988). Aussi, pour que de puissantes altérations lessivantes puissent se réaliser et alimenter les bassins, il fallait qu’une partie du Massif central soit déjà soulevée. Les vallées profondément incisées au nord-est de Châteaumeillant (Quesnel et al., 2003) attestent de ce mouvement positif daté du Crétacé inférieur (Wyns et al., 2003) et les altitudes inégales des dépôts éocènes soulignent les déformations postérieures, d’une centaine de mètres d’amplitude : soulèvement plus prononcé des Monts de la Marche que de l’axe d’Aigurande.

35Dans le bassin de Gouzon, les dépôts éocènes sont conservés jusqu’à 404 m d’altitude, soit à environ 40 m d’altitude relative au-dessus des cours d’eau actuels. Une part importante du remplissage des fossés éocènes a donc bien été déblayée par l’érosion postérieure, mais les remblaiements sont restés circonscrits aux fossés et n’ont probablement jamais masqué les irrégularités du relief, comme l’a suggéré H. Baulig (1928). Le Verraux n’est pas complètement inadapté à la structure car il s’est installé sur le remblaiement éocène dans un ensellement structural reliant deux fossés éocènes : Chaumaillat et Villatelle. Par contre, aucun sédiment miocène et pliocène n’est conservé dans les bassins, ce qui témoigne de la prédominance de l’érosion sur l’accumulation dans le Limousin.

36Recoupant les dépôts éocènes, les glacis sont forcément postérieurs à la mise en place de ces derniers. Ils pourraient résulter d’une ébauche de pédimentation : en effet, selon L. C. King (1953), l’incision des talwegs favorise l’ébauche de pédiments, étroits et à forte pente, qui s’étendent peu à peu aux dépens des versants qui reculent. Toutefois, l’absence de reliefs réellement dominants et l’irrégularité des pentes (fig. 5) ne plaident guère en faveur de la pédimentation. Ces glacis topographiques enregistrent un beau développement lorsque les reliefs sont parallèles aux cours d’eau et s’estompent ou disparaissent quand ces derniers les traversent perpendiculairement. La pente varie d’environ 3 % au sud de Guéret à plus de 7 % au sud des Monts de la Marche. Sur les flancs de ces derniers, le glacis orienté vers la Creuse présente une pente plus forte que celui descendant vers la Petite Creuse. La surface inférieure et les glacis appartiennent certainement à la même surface déformée par la tectonique à grand rayon de courbure mio-pliocène. Ainsi, en bordure des vallées principales, la surface acyclique a évolué en croupes parallèles du fait de sa dissection par l’érosion régressive des petits affluents disposés en arêtes de poisson. Les accumulations successives dans le bassin de Lys-Saint-Georges témoignent d’une subsidence prolongée qu’on ne retrouve pas pour les bassins situés dans le socle et les dernières générations attestent du soulèvement localisé du socle.

37Ainsi les glacis bordant la Petite Creuse et la Creuse dérivent-ils de la même surface acyclique que celle mis en place dès l’Éocène, des hauteurs d’Aigurande à la Brenne. Des déformations tectoniques sous forme d’ondulations ont engendré des pentes inégales et favorisé l’élaboration de glacis d’ablation au sein des altérites. En se recoupant, les glacis ont permis le façonnement des gouttières alluviales. En effet, la concentration des débris véhiculés sur les plans inclinés dans la zone de recoupement a stimulé l’érosion latérale des cours d’eau qui ont creusé ces gouttières avant que l’incision verticale ne l’emporte au Pléistocène inférieur. Les alluvions à quartz roulés entre Éguzon et Ardentes témoignent de cette morphodynamique et les très hautes terrasses de la Creuse datées de 1,1–1,2 Ma traduisent les débuts de l’encaissement des cours d’eau.

Le rôle de l’érosion différentielle

38Le soulèvement précoce du Massif central et les déformations postérieures ont favorisé l’altération lessivante mais aussi l’érosion différentielle en raison de la grande variété lithologique du secteur étudié. Toutefois, les résultats sont différents de part et d’autre de la faille de la Marche. L’érosion différentielle a été plus efficace au sud qu’au nord, en raison d’un soulèvement plus important et plus ancien au sud.

39Ainsi, les leucogranites non tectonisés des Monts de la Marche donnent-ils toujours les points hauts, alors que les granites à forte fracturation qui les entourent restent en creux. Les différences lithologiques peuvent en partie expliquer l’épaisseur inégale des altérites, la multiplicité des replats dans le massif de Toulx-Sainte-Croix et l’évidement des alvéoles de Soumans et de Champeix dans les granites et de Saint Martinien dans les migmatites. L’abrupt situé entre Treignat et Domérat résulte pour une part importante de l’érosion différentielle qui a défoncé les gabbros altérés d’Huriel et laissé en relief le replat de Vazeilles. Toutefois, sur le versant nord des Monts de la Marche, le contact entre les granites et les migmatites ou les gabbro-diorites correspond aussi à une faille (fig. 5). Dans la région de Guéret, A. M. Hottin et F. Berthier (1993) concluent à une indépendance totale de la lithologie et du relief. Par exemple, les tufs volcaniques et les granites sont recoupés par la même surface, sans aucune différenciation topographique. Toutefois, si c’est bien le même granite qui forme les reliefs de la Forêt de Chabrières, la surface intermédiaire de Sainte-Feyre et les glacis de rive gauche de la Creuse, les différences de fracturation montrées par J.-C. Flageollet (1976) contribuent à expliquer ces niveaux d’érosion différents.

40En revanche, pour l’axe d’Aigurande moins soulevé, l’érosion différentielle apparaît plus discrète. Ainsi, les points culminants des hauteurs d’Aigurande sont situés au sein de gneiss, pourtant moins résistants que les granites ou les migmatites (Quénardel et al., 1991). Au sud d’Aigurande, le granite de Chéniers a été nivelé par les glacis encadrant la Petite Creuse.

41Si la lithologie peut expliquer certaines formes d’échelle moyenne, elle ne peut rendre compte des grands volumes du relief actuel qui, eux, dépendent de la tectonique.

Le rôle de la tectonique

42Un soulèvement précoce du Massif central est nécessaire pour comprendre l’importance des paléoaltérations et l’action de l’érosion différentielle, mais la ou les dates de l’acquisition des grands volumes de relief actuel ne font pas l’unanimité. Quatre phases principales ont été mises en avant : soulèvement dès le Crétacé inférieur, soulèvement éocène en rapport avec le plissement pyrénéen, tectonique miocène liée au plissement alpin et phase plio-quaternaire.

43A. Vatan (1947) justifie les épandages éocènes par un soulèvement contemporain du socle, favorisant l’érosion des roches métamorphiques. C. Klein (1990) explique l’étagement montagne-plateaux limousins par un « updoming » éocène et la pédimentation périphérique. R. Wyns (1999) montre que la mise en compression de l’Afrique et de l’Europe à l’Éocène a induit dans la plaque européenne un flambage lithosphérique créant une antiforme de 500 km de large et haute de 500 à 700 m,située entre les vallées de la Seine et de la Garonne et passant par le Limousin. Cette zone émergée a été soumise à l’érosion et à l’altération pendant 25 Ma. En s’appuyant sur une étude morphométrique, R. Étienne (2001) a proposé le modèle du dôme brisé : le dôme limousin se serait mis en place en se brisant à l’Eocène, ce qui se traduit par des commandements différents pour les abrupts de faille actuels. Ainsi, au sud de Guéret, l’abrupt rectiligne qui sépare la haute surface de l’aplanissement inférieur serait un escarpement de faille éocène qui aurait rejoué au Plio-Quaternaire (Étienne, 2001). À l’est de Châteaumeillant, les vallées encaissées fossilisées par les dépôts éocènes (Simon-Coinçon et al., 2000) témoignent de ce soulèvement suivi d’une longue phase subsidente favorisant des remblaiements granodécroissants (Wyns et al., 2003). Plus récemment, les résultats des analyses paléomagnétiques effectuées sur les cuirasses sidérolithiques de ce secteur ont conduit F. Quesnel et al. (2003) à vieillir considérablement les paléopaysages : les dates obtenues s’étalent entre 140 Ma au sommet et 50 Ma à la base. En effet, les cuirassements débutent vers 140 Ma et les paléovallées qu’ils fossilisent sont au moins d’âge Crétacé inférieur et peuvent remonter à la fin du Jurassique. L’incision de ces vallées s’expliquerait par le soulèvement de l’épaulement nord du rift de Gascogne, selon R. Wyns et al. (2003). Par la suite, ces cuirasses ont pu rester à l’air libre sans être érodées, ou être enfouies sous des sédiments d’âge Crétacé supérieur, puis être exhumées à l’Éocène lors du flambage de la lithosphère dû à la mise en compression des plaques Afrique et Eurasie (Quesnel et al., 2003). Ainsi, le soulèvement principal daterait du Crétacé inférieur (avant 140 Ma) et la compression éocène (vers 50 Ma) n’aurait permis qu’un enfoncement des profils d’altération.

44B. Bomer (1954), J. M. Dautry (1959) et J. Gras (1963) privilégient le rôle des déformations burdigaliennes dans la mise en relief du Limousin et dans l’accumulation de dépôts néogènes sur les marges du Massif central, de la Creuse à la Sologne. A. Le Griel (1991) pense que les principaux reliefs du Limousin sont des horsts soulevés lors de la crise tectonique à la limite mio-pliocène. O. Merle et L. Michon (2001), L. Michon et O. Merle (2001) montrent que l’acquisition des grandes masses de relief actuel s’est faite pour l’essentiel lors de la phase tectonique du Pliocène supérieur qui a touché l’ensemble du Massif central. Ainsi, dans cette optique, les deux phases de soulèvement enregistrées par les profils en long des cours d’eau des Monts de la Marche pourraient se placer respectivement au Pliocène supérieur et au Pléistocène inférieur. Dans le bassin de Lys-Saint-Georges, la finesse des dépôts miocènes contraste avec les alluvions grossières de la formation d’Ardentes du Pliocène supérieur et plaide en faveur d’un soulèvement nettement plus faible au Miocène qu’au Pliocène supérieur. Au Pliocène supérieur, une compression nord-sud est enregistrée (Lablanche et al., 1994) et au Quaternaire, S. Debrand-Passard (1978) et M. Delfau et N. Lenôtre (1992) soulignent la réactivation de failles méridiennes comme celle de La Châtre, qui a soulevé le bloc occidental et abaissé le bloc oriental.

45Les glacis ont été dénivelés par des rejeux de failles qui donnent des abrupts bien marqués : la faille de la Marche abaisse de 30 m le bloc d’Huriel par rapport à celui de St Martinien et la faille de Ladapeyre dénivelle de 10 à 30 m le plan incliné SW-NE en direction du bassin de Gouzon (Hottin, 1991 ; Cohen-Julien et al., 1991). Les profils longitudinaux des cours d’eau présentent certaines ruptures de pente qui ne peuvent s’expliquer que par la tectonique. Ces irrégularités existent quand les effets de la tectonique, plus efficaces que l’érosion, contraignent les cours d’eau à de perpétuels réajustements. En Basse Marche, les ruptures de pente indépendantes de la lithologie suggèrent que les rivières sont encore en déséquilibre sur tout ou partie de leur cours.

46La dissymétrie entre le versant nord des Monts de la Marche et le versant sud de l’axe d’Aigurande pourrait s’expliquer par une migration latérale vers le nord de la Petite Creuse, mais la localisation relativement équilibrée des lambeaux alluviaux sur les deux rives exclut cette hypothèse. Les intégrales hypsométriques plus fortes pour les bassins versants de l’axe d’Aigurande que pour ceux des Monts de la Marche suggèrent un soulèvement récent plus fort pour le premier ensemble. En outre, le soulèvement des hauteurs d’Aigurande a bien interrompu les écoulements subméridiens entre le Verraux et l’Indre, comme l’a suggéré la disparition de la staurotide au nord de cet axe, et favorisé la capture du Verraux par la Petite Creuse. La gouttière du Pliocène supérieur suit le linéament Sédelle-Ardentes-Issoudun, montré par P. Freytet et al. (1986), qui correspond aux failles de la Sédelle et d’Issoudun et au fossé de Lys-Saint-Georges. Ce flux vers le nord-est est interrompu lors de la mise en place de la très haute terrasse de la Creuse, qui se suit d’Éguzon au nord d’Argenton-sur-Creuse et qui est datée de 1,1 Ma par plusieurs datations R.P.E. cohérentes (Despriée et al., 2004). Des causes tectoniques, le rejeu de l’accident nord-centralien (Freytet et al., 1985) et la subsidence de la Brenne, peuvent expliquer cette réorganisation de l’écoulement.

47Les déformations tectoniques se sont poursuivies au Quaternaire car les profils longitudinaux du cours actuel et du fond de la gouttière du Verraux révèlent un rejeu du horst des Monts de la Marche postérieurement au façonnement de la gouttière. En effet, les replats matérialisant cette gouttière sont soulevés d’une quinzaine de mètres lors de la traversée du horst (fig. 6) et le profil actuel du Verraux présente une forme convexe à l’emplacement de la surrection. Comme l’a noté B. Bomer (1954), les vallées de l’amont du Verraux et de la Petite Creuse sont de fausses vallées mûres car elles ne se prolongent pas par des replats conservés plus en aval : la tectonique est responsable de cette situation. Pour la Creuse, l’encaissement varie de 140 m dans l’anticlinal de Crozant à 60 m dans le Bassin parisien et les hautes terrasses ont été déformées (Despriée et Gageonnet, 2003). Plus au nord, le détournement de la Bouzanne vers l’ouest, attesté par le coude de capture et une vallée fossile située au sud-ouest d’Ardentes (fig. 1), a été provoqué par la conjonction de causes climatique et tectonique : engorgement alluvial et nouveau rejeu de l’accident nord centralien (Freytet et al., 1985). Il marque aussi l’arrêt de la subsidence de la région d’Ardentes. Les alluvions de la vallée fossile se raccordent à la moyenne terrasse de l’Indre, ce qui place cette capture lors du creusement postérieur à l’accumulation saalienne.

48Bien que S. Bonnet et al. (1998) aient corrélé, dans l’ouest de la France, incision et surrection, la mesure de l’incision verticale des cours d’eau de la Basse Marche ne rend qu’imparfaitement compte du soulèvement récent. Si l’Indre est moins encaissée que la Creuse, c’est surtout à cause d’une plus faible aire drainée, car l’intensité des processus d’érosion est contrôlée par cette dernière (Merrits et Vincent, 1989 ; Crave, 1995). Mais c’est bien la tectonique qui est responsable de l’évolution de la taille des aires drainées.

Conclusion

49La détermination des minéraux lourds des formations détritiques est une méthode efficace pour raccorder de proche en proche les lambeaux résiduels. Certains minéraux marqueurs, comme l’andalousite, permettent de reconstituer les paléotracés. Ainsi, les dépôts tertiaires du remplissage du bassin de Lys-Saint-Georges et la formation d’Ardentes renferment de l’andalousite provenant du bassin de la Creuse, de l’unité de Fougères. Un paléochenal pliocène supérieur, situé sur le linéament Sédelle-Ardentes-Issoudun, est ainsi mis en évidence.

50La tectonique paraît jouer le rôle principal dans la genèse du relief actuel. La plus forte dissection du relief et les ruptures de pente d’origine non lithologique attestent un soulèvement plus important pour les Monts de la Marche que pour les hauteurs d’Aigurande. Dans les roches cristallines et métamorphiques, le recul des ruptures de pente apparaît très lent, ce qui fait de ces dernières de bons marqueurs de la tectonique. Une analyse plus précise des profils longitudinaux des paléocours devrait permettre de mieux quantifier les mouvements verticaux.

51L’analyse des dépôts plaide en faveur d’une seule et vaste surface inclinée vers le nord, qui a fonctionné acycliquement du Crétacé supérieur au Pliocène supérieur. Les fossés d’effondrement de Gouzon, Ladapeyre, Chaumaillat, Le Theix ont bien piégé des sédiments fins éocènes en transit sur cette surface, mais ils n’ont pas interrompu son fonctionnement. L’absence de dépôts oligocènes, miocènes et pliocènes dans ces bassins suggère qu’ils n’ont pas rejoué durant ces périodes et, par conséquent, le Limousin, après un soulèvement important au Crétacé inférieur, serait resté relativement stable jusqu’aux déformations plio-quaternaires. D’épais profils d’altération se sont élaborés durant cette longue période calme, toutefois interrompue par le flambage lithosphérique éocène. Les Monts de la Marche ont subi deux phases de soulèvement alors que l’axe d’Aigurande n’a connu que la plus récente. Mais, en l’absence de datations absolues, la chronologie reste incertaine : Miocène supérieur et Pliocène supérieur ou Pliocène supérieur et Pléistocène inférieur ? Résultant du rejeu des bombements ouest-est et NW-SE, ces déformations ont favorisé le décapage de la partie supérieure des profils d’altération et l’élaboration de véritables glacis d’ablation au sein des altérites meubles. Le recoupement des glacis est à l’origine du façonnement des gouttières de la Creuse et de la Petite Creuse. Ces déformations ont aussi abouti à des réorganisations hydrographiques. Suggéré par l’analyse sédimentologique, l’écoulement méridien allant du bassin de Gouzon à l’Indre s’est morcelé : le drainage du bassin de Gouzon s’est déversé vers le Cher, tandis que le Verraux, la Petite Creuse et la Bouzanne se dirigeaient vers la Creuse, amputant l’Indre d’une grande partie de son bassin versant. Ces réorganisations ne se sont pas produites en même temps : le déversement vers le Cher date du premier soulèvement des Monts de la Marche, le Verraux et la Petite Creuse ont rejoint la Creuse à la suite de la surrection des hauteurs d’Aigurande, puis la Bouzanne a été capturée à la fin du Saalien.

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Annexe

Abridged English version

Despite numerous studies on the Limousin (Désiré-Marchand and Klein, 1986 ; Freytet, 1988 ; Klein, 1997 ; Le Griel, 1991), uncertainty still remains over the denudation and uplift chronology and the drainage history of the Massif Central. The influence of tectonics, as opposed to differentail erosion, is still a major stumbling block.

The study area (figs. 1 and 2) presents a part of three catchments : Creuse, Indre and Cher (tab. 1), which straddle the Massif Central basement and the Paris Basin. The present landforms consist of four generic units : erosion surfaces often reduced to residual buttes and benches, pediments (often degraded), flared alluvial valleys and V-shaped fluvial incisions (fig. 3). The heterogeneous basement consists of two W-E ridges : the Monts de la Marche separate the Gouzon basin from the Petite Creuse depression and the Aigurande ridge separates the latter from the large pediment drained by the Indre river. With a S-N orientation, the main rivers are superimposed on the heterogeneous geological structure (fig. 2). Downcutting by the Indre river is less deep than in the case of the Creuse and Cher rivers, and the Indre catchment narrows in the Ardentes section because of probable stream piracies.

Landform evolution is analysed on the basis of hypsometric curves, valleys cross-sections and longitudinal profiles of rivers and terraces. The hypsometric curves (fig. 4) show a decrease in erosion from south to north, and the concavity indices of the longitudinal profiles are higher in the south, indicating that relief is undergoing greater change in the Monts de la Marche than in the Aigurande ridge. The Petite Creuse valley cross-sections (fig. 5) reveal a dissymmetry between the north slope of the Monts de la Marche, which is stepped, and the south slope of the Aigurande ridge, which forms a convex slope surface. The river longitudinal profiles (figs. 2, 6 and 7) show knickpoints listed in table 2. Some of them can be explained by lithological differences, but most are due to tectonics as shown by the application of the G. Goldrick and P. Bishop (1995) method (fig. 8). Based on the D values, we assume a more important uplift of the Monts de la Marche than of the Aigurande ridge. The neotectonic distortions are proved by the 20 m difference in elevation between the Petite Creuse and Verraux alluvial groove (fig. 7).

A sedimentological analysis was carried out as a basis for correlating the different formations and reconstructing the palaeodrainage since the genesis of the steady state Cretaceous erosional surface. Heavy minerals and clay minerals were used to reconstruct the main sedimentary palaeochannels. Samples are located in figure 1. Different formations were distinguished on the basis of a factorial analysis of heavy minerals (fig. 9), and the characteristics of each formation are given in figure 10. The presence of hornblende between the Verraux valley and the Sainte-Sévère region proves that S-N palaeoflows predate uplift in the Monts de la Marche and Aigurande areas, and the disappearance of staurolite north of these areas indicates their subsequent uplift and effectiveness as hydrological barriers. An Upper Pliocene palaeochannel located on the Sédelle-Ardentes-Issoudun lineament is evidenced by the presence of andalusite sourced by the Fougères unit. X-ray diffraction spectres (fig. 11) highlight the presence of alluvium that is poorer in clay than the Eocene and Mio-Pliocene formations.

Based on these data, we propose the following interpretation of the relief. The Massif Central basement and the sediment cover were bevelled by an extensive erosion surface sloping to the north, which was warped and fragmented by tectonics. The proximal Eocene basins, which contain fine sediments, did not obstruct sediment flux because the Mio-Pliocene sediments occur as far as the Lys-Saint-Georges basin. On the contrary, the west-east and northwest-southeast trending uplifts were responsible for pedimentation and drainage pattern modifications in the stages preceding the entrenchment of the rivers. Late Pliocene uplift recorded in the Massif Central (Merle and Michon, 2001) can explain pediment deformation and the disruption of the S-N flows between the Verraux and the Indre. Tectonic movements continued during the Pleistocene because terraces are deformed. Incision by the Creuse river fluctuates from 140 m in the Crozant anticline to 60 m in the Paris Basin. The rivers of the Gouzon basin were diverted towards the Cher river, whereas the Verraux, Petite Creuse and Bouzanne rivers migrated towards the Creuse, thereby reducing the size of the Indre catchment.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Carte de localisation. Fig. 1 – Location map.
Légende A : Ardentes ; B : Bourges ; G : Guéret ; M : Montluçon ; S : Saumur. 1 : limite des bassins versants ; 2 : limite socle-couverture sédimentaire ; 3 : axe soulevé ; 4 : cuesta ; 5 : alvéole ; 6 : gorges ; 7 : surface supérieure ; 8 : surface inférieure ; 9 : glacis ; 10 : dépôts éocènes ; 11 : dépôts mio-pliocènes ; 12 : épandages du Pliocène supérieur ; 13 : paléotracés ; 14 : échantillon ; 15 : tracé des coupes (fig. 5).1 : drainage divide ; 2 : boundary between the Massif Central basement and the Paris Basin sedimentary cover ; 3 : uplift axis ; 4 : cuesta ; 5 : etch basin ; 6 : Creuse and Verraux gorges ; 7 : high surface ; 8 : low surface ; 9 : pediment ; 10 : Eocene outcrops ; 11 : Mio-Pliocene deposits ; 12 : Upper Pliocene deposits ; 13 : palaeoriver courses ; 14 : sample ; 15 : cross-sections (fig. 5).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/499/img-1.png
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Titre Tableau 1 – Caractéristiques des bassins versants.Table 1 – Catchment characteristics.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/499/img-2.png
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Titre Fig. 2 – Carte géologique simplifiée du secteur étudié. Fig. 2 – Geological map.
Légende 1 : limite socle-couverture sédimentaire ; 2 : failles principales ; 3 : granites et leucogranites de la Marche et de Guéret ; 4 : migmatites et gabbro-diorites du domaine de Boussac ; 5 : leucogranites du plateau d’Aigurande ; 6 : micaschistes et quartzites de l’unité de Fougères-Culan ; 7 : gneiss et leptynites de l’unité d’Eguzon-Gargilesse ; 8 : gneiss de l’unité de Dun-Gargilesse ; 9 : migmatites de l’unité du Pin ; 10 : formations volcano-sédimentaires viséennes et stéphaniennes ; 11 : grès, argiles et marnes triasiques ; 12 : marnes, argiles, calcaires du Jurassique inférieur, 13 : calcaire du Jurassique moyen ; 14 : sédiments sablo-argileux éocènes à quaternaires.1 : boundary between the Massif Central basement and the Paris Basin sedimentary cover ; 2 : main faults ; 3 : Marche and Guéret granite and leucogranite ; 4 : Boussac migmatite and gabbro-diorite ; 5 : Aigurande granites ; 6 : Fougères-Culan micaschist and quartzite ; 7 : Eguzon-Gargilesse gneiss and leptynites ; 8 : Dun-Gargilesse gneiss ; 9 : Le Pin migmatite ; 10 : Visean and Stephanian formations ; 11 : Triassic silt and sandstone ; 12 : Lower Jurassic marl and limestone ; 13 : Middle Jurassic limestone ; 14 : Eocene to Quaternary deposits.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/499/img-3.png
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Titre Fig. 3 – Coupes sud-nord. Fig. 3 – North-south cross-sections.
Légende A : du bassin de Gouzon à Ardentes, structure et formes de relief ; B : du bassin de Gouzon à Sainte-Sévère-sur-Indre, encaissement inégal des cours d'eau. A : from the Gouzon basin to Ardentes, structure and landforms ; B : from the Gouzon basin to Sainte-Sévère-sur-Indre, showing unequal depths of river incision.
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Titre Fig. 4 – Courbes hypsométriques des bassins versants de Moussière, de Champeix et de l'Age. Fig. 4 – Hypsometric curves of the Moussière, Champeix and Age catchments.
Légende 1 : Moussière, intégrale hypsométrique (IH) = 44 % ; 2 : Champeix (IH = 48 %) ; 3 : Age (IH = 64 %).1 : Moussière, hypsometric integral (IH) = 44% ; 2 : Champeix (IH = 48%) ; 3 : Age (IH = 64%).
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Titre Fig. 5 – Coupes transversales aux vallées de la Petite Creuse et du Verraux. A, B, C et D localisées sur la figure 1. Fig. 5 – Petite Creuse and Verraux valley cross-sections. A, B, C, and D located on fig. 1.
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Titre Fig. 6 – Profils longitudinaux et coupe géologique de la Petite Creuse et de ses terrasses.Fig. 6 – Longitudinal profiles and geological cross-section of the Petite Creuse and its terraces.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/499/img-7.png
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Titre Fig. 7 – Profils longitudinaux (A) et transversaux (B) de la vallée du Verraux, de l’amont (1) à l’aval (5). Fig. 7 – Longitudinal profiles (A) and cross-sections (B) of the Verraux valley, from upstream (1) to downstream (5).
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Titre Fig. 8 – Profils en long des cours d'eau en coordonnées semi-logarithmiques. Fig. 8 – Semi-logarithmic plot of longitudinal profiles of the rivers.
Légende D : dénivellation en mètres par rapport à la droite du profil d'équilibre ; K : rupture de pente.D : deviation from the straight line of the equilibrium river longitudinal profile (in metres) ; K : knickpoint.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/499/img-9.png
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Titre Tableau 2 – Caractéristiques des ruptures de pente.Table 2 – Knickpoint characteristics.
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Titre Fig. 9 – Analyse factorielle des correspondances (AFC) des minéraux lourds. Position des formations sédimentaires dans le plan factoriel défini par les axes 1 et 2. Fig. 9 – Relative stratigraphy of sedimentary formations based on a factorial analysis of heavy minerals.
Légende 1 : alluvions actuelles ; 2 : moyennes et hautes terrasses ; 3 : gouttière du Pliocène supérieur ; 4 : dépôts de « glacis » ; 5 : dépôts miocènes (bassin de Lys-Saint-Georges) ; 6 : dépôts éocènes (Brenne, bassin de Lys-Saint-Georges) ; 7 : dépôts éocènes sur socle.1 : present-day alluvium ; 2 : middle and high terraces ; 3 : upper Pliocene alluvial deposits ; 4 : pediment mantle deposits ; 5 : Miocene (Lys-Saint-Georges basin) ; 6 : Eocene deposits (Brenne, Lys-Saint-Georges basin) ; 7 : Eocene deposits on basement.
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Titre Fig. 10 – Composition en minéraux lourds des principales formations détritiques, de l’Éocène à l’Actuel.Fig. 10 – Composition in heavy minerals of each formation from the Eocene to the Present.
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Titre Fig. 11 – Spectres de diffraction des rayons X obtenus sur la fraction < 40 µm des échantillons localisés sur la fig. 1. Fig. 11 – X-ray diffraction results obtained on the < 40 µm grain-size fraction of samples located on fig. 1.
Légende Sm : smectite ; I : illite ; K : kaolinite ; Q : silice.Sm : smectite ; I : illite ; K : kaolinite ; Q : quartz.
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Pour citer cet article

Référence papier

Jean-Pierre Larue, « Tectonique, érosion et hydrographie sur la bordure nord-ouest du Massif central (France) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 11 - n° 4 | 2005, 275-296.

Référence électronique

Jean-Pierre Larue, « Tectonique, érosion et hydrographie sur la bordure nord-ouest du Massif central (France) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 11 - n° 4 | 2005, mis en ligne le 01 janvier 2008, consulté le 30 avril 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/499 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.499

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